低云在不同季节对东海黑潮海洋锋响应的个例研究*

杨 爽，刘敬武，张苏平

（中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室 海洋－大气相互作用与气候山东省高校重点实验室，山东 青岛 266100）

东海是世界上最大的陆架海之一，是中国海上运输的主要通道。黑潮是与大西洋墨西哥湾流对应的、太平洋强大的西边界暖流，它起源于菲律宾以东的北赤道流，紧贴中国台湾东部进入东海，带来热带的暖水，具有流速强、流量大、流幅窄、高温高盐等特征，对东亚乃至全球的气候有重要影响［1－2］。徐蜜蜜和徐海明等人通过卫星观测和再分析资料，发现春季东海海洋锋可以通过影响两侧边界层大气的稳定度和垂直混合的强弱，对附近的总降水、对流、层云降水均有影响［3-4］。

低云比海表面反射率高，可以有效减少海洋接收到的净辐射，从而影响海表面和大气顶部的能量收支，故在全球气候系统中很重要［5－7］。前人研究表明，海洋锋能够通过改变海洋上空的大气边界层（MABL）结构影响低云性质。Linzen和Nigam提出海平面气压调整机制［8］，高海温区海表面气压降低，风场辐合；反之，低海温区海表面气压升高，风场辐散，从而在MABL内产生次级环流，影响海洋锋两侧云高、云状［9－10］。Xie等发现冬季在黑潮海洋锋暖侧，海表面风辐合，风速大，且云频增加［11］。Tokinaga等利用船测资料刻画了黑潮延伸体区域低云的结构，发现在海洋锋两侧MABL结构和低云均有突变，在冬季海洋锋南侧释放强烈的湍流热量，其影响甚至可以穿透MABL达到对流层中层［12］。以上海上云层研究数据主要来自出海观测和卫星资料，海上观测数据由于受到航线和时间的限制，无法长时间、大范围地描述云层特征；所用卫星数据空间分辨率较低，且通过亮温计算的云高并不精确，无法清楚看到海洋锋上空云垂直结构的变化，从而使我们对低云形成机制的认识非常有限。

由美国国家宇航局NASA于2006年4月发射的CALIPSO（Cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observations）太阳同步卫星，可以通过激光雷达的后向散射强度直接测得云顶高度，且空间分辨率高，水平分辨率达到333m。Patrick等利用CALIPSO资料估测光学厚云的云顶高度，并证明了CALIPSO通过激光雷达直接获得云顶高度、云垂直结构的准确性［13］。Stein等运用CloudSat和CALIPSO 4年的数据分析了西非季风的不同种类云的垂直结构［14］。通过该卫星可以看到云层在海洋锋附近的变化。Liu等利用CALIPSO数据分析了低云对湾流锋的响应，发现海洋锋暖侧低云顶比冷侧抬升500m，低云的相态也受到锋面的影响［15］。在冬季，海洋向大气的潜热和感热通量增加，海气界面不稳定，出现层积云频率较多［9，16］；春夏季海气界面较为稳定［12］，抑制湍流通量，边界层高度较低，是层云和海雾的高发时期［17］，且二者关系密切，在某些条件下可以转化［18］；秋季一般低云较少［19］。

前人研究很少有对海洋性边界层云进行多方位立体观测，对云的垂直结构和对应的边界层结构缺乏认识。本文利用高分辨率的CALIPSO卫星数据，通过不同季节的个例研究，探究冬季、春季和夏季不同种类的低云对东海黑潮海洋锋（以下简称黑潮锋）响应的特征，加深对不同季节海洋锋上空低云变化的物理机制的理解。本文将低云定义为云顶高度低于4km的云，秋季由于云量较少，暂不予以讨论。

1 资料和方法

本文使用的资料主要有：（1）CALIPSO卫星资料，该卫星由美国国家宇航局NASA于2006年4月发射，沿太阳同步轨道运行，每16天为一个周期。水平分辨率为333m，垂直分辨率可达30m，可提供后向散射强度系数、云顶/底高度等信息；（2）MODIS（Moderateresolution Imaging Spectroradiometer）卫星云图，该卫星与CALIPSO同属于A-Train卫星群，且与CALIPSO几乎同时经过黄东海区域，故可反映CALIPSO经过时的云图信息。（3）MTSAT静止气象卫星可见光云图，由日本气象厅（JMA）提供；（4）ERA-Interim 再分析资料，由ECMWF（European Centre for Mediumrange Weather Forecasts）提供的最新全球大气再分析资料，水平分辨率为0.75°，500hPa以下共16层；（5）OISST海表面温度数据，由美国国家海洋和大气管理局NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）提供，选用日平均资料，分辨率达0.25°；（6）美国怀俄明大学网站提供的探空资料，主要分析个例中温度、位温以及相对湿度随高度的变化；（7）由青岛气象台提供的GFE（L）型二次测风雷达和GTS1型数字式探空仪数据，站点高度海拔75m；（8）中国气象局提供的地面站观测资料，包括低云量、高低云状、风速风向、天气现象等。

Wood等提出EIS（Estimated Inversion Strength）可表示低层稳定度，在气候态上与低云相关性比LTS（Lower-Troposphere Stability）更 好［20］。 计 算 公 式：EIS＝LTS－Г850m（Z700－LCL）。其中：LTS＝θ700－θ0；Г表示湿绝热位温梯度；Z700表示700hPa所在高度；LCL表示抬升凝结高度。EIS值越大表示MABL越稳定。本文通过在个例中计算EIS，探究它对低云个例是否有很好响应。用欧洲中心06UTC的再分析资料计算。

本文结合天气图和云图来判断云类，在冬、春、夏季分别选取了典型个例，分析不同季节边界层结构与云状态的关系。

2 冬季层积云个例

2.1 观测分析

层积云一般发生在中纬度和东亚热带地区，MABL混合较好，且上面有较强逆温［7］。本次个例中，高空黄东海区域位于东亚大槽后部（图略），槽后下沉气流有利于海洋大气边界层（MABL）中逆温层的形成。由图1（a）中黑色椭圆区域的云状信息，结合MODIS观测（见图1（b）），可以确定黄东海区域上空无中高云，低云状为层积云，且位于地面高压中心附近及其北侧。海面及长江口沿海测站为偏北风，风速较小；中国东部陆地上为偏南风。海洋锋位于28°N，126°E附近，CALIPSO恰好贯穿层积云区域，且跨越海洋锋（见图1（c））。

图1 2009年1月15日冬季层积云个例Fig.1 Stratocumulus case during spring on 15Jan 2009

图2为2009年1月15日沿CALIPSO轨迹的各要素变化。后向散射强度系数属于CALIPSO卫星一级数据，其突然增大的地方表示可能有云层出现，经过反演得到云顶高度等2级数据，图2（a）中用粉色散点表示。可以看出20°N～37°N均为层积云，云顶高度位于1.2～2.5km，自北向南逐渐抬升。经过海洋锋（28°N）时，海气温差达到最大，云顶、底高度突然升高。在33°N附近，SST梯度也较大，海气温差增加，达到第二大极值，该处云顶、底高度也有较小幅度的突变（见图2（a）、（d））。冬季气温低，海气温差为正，海气界面不稳定，边界层底部混合较好（见图2（b））。36°N以南均为北风，由于地面高压系统的影响，西北风向南逐渐转成东北风，经向风速维持在8m/s左右（见图2（c））。EIS大体上呈向南减小趋势，在海洋锋南北两侧有显著差别，北侧更加稳定。

图2 2009年1月15日沿CALIPSO轨迹的各要素变化Fig.2 Variables along the CALIPSO track on 15Jan 2009

中纬度地区冬季气温低，海面向大气输送的热通量大，边界层垂直混合较好，MABL高度较高，层积云出现频率多。层积云属于低云，但高度相对较高，经常大片地出现，在可见光云图中呈絮状。个例中层积云位于高压中心附近，地面偏北风，风速较小，海洋锋位于28°N附近，CALIPSO恰好贯穿层积云区域，且跨越海洋锋。

2.2 MABL垂直结构分析

白翎岛和济州岛站位置如图3（a）所示，该时刻两观测站上空均有层积云。底层位温随高度不变，说明边界层底部混合均匀，相对湿度逐渐增大至80%以上，上空均存在盖顶逆温，逆温层内相对湿度迅速减小，该逆温层为云顶所在位置。其中白翎岛位于北侧，云高在1 300m左右，而济州岛站位于南侧，云高约为1 500 m，且云层明显更厚，与图2（a）中云顶高度向南逐渐抬升的趋势相符。冬季湿度较低，高空相对湿度降到了10%以下。白翎岛站底部为北风，风速较小，底层向上逐渐偏西，有冷平流，加强边界层底部湍流混合。济州岛站底部西北风，风速相对较大。

2.3 机理分析

观测分析表明，向南经过海洋锋（28°N）及SST大梯度区（33°N）时，云顶、底高度均有明显的抬升突变，如图2中黑色直线标记处。冬季气温低，海气温差一般为正，海气界面不稳定。自北向南，气温逐渐升高，但在28°N和33°N附近，SST剧烈升高，而气温没有如此突然的变化，导致海气温差随之增加，分别达到2个极值，造成该处海气界面不稳定性增加（见图2（b）），云层抬升。36°N以南均为北风（见图2（c）），且经向风速维持在8m/s左右，北风将冷空气带到暖海面，使边界层更不稳定，故EIS向南逐渐减小；海洋锋区内SST变化剧烈，而气温变化相对小得多，故海洋锋两侧稳定性有显著差别，冷水侧更加稳定（见图2（d））；根据垂直混合机制［21］，由于南侧边界层更不稳定，故南侧表面风速逐渐增大（见图2（a）、（c））。

图3 MTSAT 1月15日00UTC可见光云图（a）；白翎岛（b）和济州岛站（c）00UTC的探空曲线Fig.3 Visible cloud image from MTSAT at 00UTC 15Jan and the stations（a），plot of sounding data at 00UTC 15Jan in Baengnyeongdo（b）and Cheju（c）

滤波计算方法如下：将区域内每点的变量值减去以该点为中心，7.5（°）×7.5（°）方格内所有点的平均值，得到滤波后的变量分布。该方法可将天气尺度的影响滤掉。

图2（b）中SST、SAT变化趋势一致，根据静力关系，海洋锋暖水侧气压降低，对应海表面辐合区（见图4），产生上升运动，使云抬升，与气压调整机制［8］符合。故海洋锋暖水侧云层较高，冷水侧较低。

图5中相对湿度高值区可以认为是云层所在位置，高度达到1.3～2km，自北向南逐渐升高，在海洋锋处有突变，与云层位置基本对应，南侧比云顶偏高，只有28°N附近偏低，与卫星观测基本一致。1km以下位温梯度几乎为零，说明边界层底部混合均匀，自北向南边界层高度逐渐升高，这是由于海洋锋暖侧（24°N～26°N）海表面气压低，使表面风辐合，产生上升运动，加强边界层的垂直混合，也使云加深；相应地，海洋锋冷侧（29°N～32°N）产生下沉运动，云层较低，并在 MABL内形成次级环流，冬季边界层较不稳定，故次级环流比春季明显。水汽主要集中在混合层内，由于云层上部1.5～2km位温垂直梯度大，层结稳定，上升运动减弱，故水汽不易向上输运。

图4 滤波后06UTC的海平面气压（黑色虚线），10m风散度（填色）及SST（蓝色实线）Fig.4 Smoothed sea level pressure（black dash line），divergence of 10mwind（shaded）at 06UTC and SST（blue solid line）

图5 沿CALIPSO轨迹剖面06UTC的相对湿度（填色）、位温（等值线）及经向风（m/s）和垂直速度（－10－2hPa/s）Fig.5 Profile along the CALIPSO track at 06UTC relative humidity（shaded），potential temperature（contour），meridional wind（m/s）and vertical velocity（－10－2hPa/s）

3 春季层云个例分析

3.1 观测分析

由图6（a）中黑色圆圈区域的云状信息可以看到，长江口附近东海上空为层云，结合MODIS观测可以判断层云位于东海上空，长江口至山东半岛以南，其北侧被中高云覆盖（见图6（b））。东海区域位于低压前部，海面为南风；黄渤海区域则受高压控制，海面呈北风，在34°N附近形成一条东北－西南向的静止锋，云区位于静止锋附近及其南部。高空东亚大槽位于黑龙江北部，层云区位于槽前；850hPa等压面图中，该区域主要受北侧低压槽控制，其西北侧有一弱高压，有强烈冷平流（图略）。黑潮锋位于28°N～30°N，但其上空无云层，层云位于30°N以北，选取纬度30°N～40°N进行分析，其中沿CALIPSO轨迹32.5°N～34°N等SST线密集（见图6（c））。

图6 同图1，但为2011年5月20日层云个例Fig.6 Same as Fig.1，but for the stratus case on 20May，2011

由图7（a）可以看到，层云发生在32°N～34.5°N，云顶高度在300～700m，云顶比较平滑，自南向北略有下降趋势，在33°N附近有轻微突变，其南侧云层的下降比北侧更快。该位置SST梯度最大，北侧达到海气温差极小值，边界层更稳定。5月气温已经升高，海表面温度低于气温，海气界面稳定（见图7（b））。地面纬向风速小，经向风速由6m/s的南风向北转为6m/s的北风，在34.7°N处经向风几乎为0，也即静止锋所在位置。SST在该处有一冷中心，海温达到最低。静止锋两侧云高变化显著，云类型也有所转变。EIS向北逐渐增大，在36.2°N达到极大。

层云云顶高度比层积云低，故在图6b中黄东海区域的云颜色较浅，且其边缘比较平滑。春季海气界面稳定，该个例中层云位于静止锋南侧，地面为偏南风。

图7 同图2，但为2011年5月20日层云个例Fig.7 Same as Fig.2，but for the stratus case on 20May 2011

3.2 MABL垂直结构分析

根据地面观测资料可知，青岛站19日23UTC（即当地时间7时）有层云发生（图略）。观察其探空曲线可以发现，底层相对湿度很大，100～300m超过90%，100m以下位温梯度较小，为混合层，地表风速很小，呈北风。在300～600m出现逆温，并伴随着相对湿度骤减，位温梯度突然增大，边界层稳定，云顶位于600m左右。边界层以上，逐渐变为西北风，850hPa有冷平流，受偏北气流影响，相对湿度持续降低，到达2km后，转变为西南风，相对湿度快速增大，达到90%，可能出现云层。由于CALIPSO卫星没有恰好经过该站上空，且时间也不吻合，故无法进行精确对比，但仍可观察到层云边界层内的特征。

图8 青岛站5月19日23UTC（a）和白翎岛20日00UTC（b）的L－波段雷达探空曲线Fig.8 Plot of sounding data at 23UTC 19May in Qingdao and at 00UTC 20May in Baengnyeongdo

白翎岛探空站海拔高度为158m，地面观测到雾，可能是层云接地。从白翎岛00UTC的探空曲线可以看到，边界层内出现了退耦现象，300和1 500m高度处均有逆温层出现。400m以下相对湿度接近100%。地面西南风，故水汽充足。底层风向随高度顺时针旋转，表示有较强暖平流，有利于近海面逆温形成。

3.3 机理分析

由观测分析可以看出，层云区域（32°N～34.5°N）SST下降很快，地面为南风，风速约5m/s，SAT也略有下降，但幅度较小，海气温差缓慢减小，EIS增大，边界层更加稳定，故云顶高度向北逐渐降低。在34.7°N附近南风变北风，地面风场辐合，形成静止锋，产生上升运动，同时SST开始上升，SAT继续下降，海气温差急剧升高，垂直混合加强，故云顶高度产生突变。

图9 同5，但为2011年5月20日层云个例Fig.9 Same as Fig.5，but for the stratus case on 20May，2011

根据等位温线的分布，可以明显地看到1.7km以下南边位温梯度大，边界层较稳定，而37°N以北位温梯度小，这是由于CALIPSO在37°N经过陆地上空，由于海陆下垫面热力性质不同，13时的陆地表面温度高于海表，边界层不稳定，层顶向上抬升。层云区没有下沉运动，800m以下相对湿度达到90%，有利于层云产生，云顶高度与卫星观测吻合。34°N～35°N附近由于地面静止锋，产生强烈上升运动，上升大值区随高度向北倾斜，相对湿度与之配合，水汽向上输送，云层抬升，与图7a中该位置较高的云层对应。北侧37°N～40°N除受下垫面热力影响外，还受地面高压控制，产生强烈下沉运动，由陆地吹来的干空气，使该位置底层相对湿度降低。

4 夏季海雾个例分析

4.1 观测分析

海雾是指在海洋的影响下出现在海上的雾［22］。由图10（a）中的地面天气现象可以看出，山东半岛至长江口沿岸均有海雾，且位于高压中心，基本呈南风，风速很小。高空位于低压槽后，有下沉运动，并且在850和925hPa均有来自陆地的暖平流，使边界层更加稳定，有利于海雾的形成和维持。在海雾南侧，有一条静止锋，地面风辐合，产生上升运动，且水汽充足，形成夏季梅雨带。图10（b）的MODIS卫星云图中，海雾呈乳白色，表面均匀且边缘平滑清晰，与陆地吻合很好［23］。黑潮锋位于27°N左右（见图10（c）），但夏季最弱，该个例中海洋锋与梅雨带位置接近。

图10 同图1，但为2011年6月5日海雾个例Fig.10 Same as Fig.1，but for the fog case on 5Jun，2011

图11 同图2，但为2011年6月5日海雾个例Fig.11 Same as Fig.2，but for the fog case on 5Jun 2011

由图11（a）的CALIPSO后向散射系数及云顶高度图可以看出，29.8°N～33°N为对流性低云，海雾发生在34°N～37°N。雾顶平滑，高度小于700m，自南向北逐渐降低。夏季气温较高，海温较低，故海气温差均小于0，海气界面稳定。SAT均匀下降，在34°N海雾形成，由于雾顶长波辐射冷却，使北侧SAT下降幅度增大。SST在30.5°N～33.3°N梯度最大，其冷侧为海雾，暖侧由于上升运动相对较强，云层较高且不平滑（见图11（b））。北侧在高压中心内，故风速很小，表现为东北风，29°N附近南风变为北风，与静止锋位置吻合（见图11（c））。雾区内EIS稳定度较高（见图11（d））。

4.2 MABL垂直结构分析

青岛站4日23UTC 300m以下相对湿度大于90%，地面风速为0，有雾。250m以下为混合层，其上为逆温层，水汽无法上传，故相对湿度骤减，逆温层顶位于700m，且经向风变得更弱，低空有暖平流，使海气界面更加稳定，有利于海雾的维持。

图12 青岛站4日23UTC（a）和白翎岛5日00UTC（b）的L－波段雷达探空曲线Fig.12 Plot of sounding data at 23UTC 4Jun in Qingdao and at 00UTC 5Jun in Baengnyeongdo

白翎岛站00UTC雾顶高度约400m，由于该探空资料分辨率较低，缺乏底层探空数据，无法精确描述边界层底部特性。300～400m有逆温稳定层存在，且相对湿度从94%迅速减小。600m以下风速很小，底层表现为东南风，850hPa有暖平流（见图12）。

4.3 机理分析

图13显示边界层呈北低南高的分布，雾区内位温梯度比南侧大，边界层稳定，高度在500m左右。雾区内盛行北风，将陆地暖空气带到冷海面上，并伴有强烈下沉运动，高湿区域位于边界层内，形成平流冷却雾，雾顶位于500m左右。相对湿度大值区向南逐渐抬升，与卫星观测一致。29°N海表面风辐合，上升运动强烈，将水汽带到高空，与图11（a）中的对流性低云对应。

图13 同图5，但为2011年6月5日海雾个例Fig.13 Same as Fig.5，but for the fog case on 5Jun，2011

通过观察近几年的可见光云图以及地面站观测资料，发现黄东海地区低云以层积云为主，尤其发生在冬季；夏季海雾居多，其特性与层云接近。

5 结论和讨论

本文分别选取了冬、春、夏季较为典型的低云个例，3个个例均属于边界层云，且海雾在某种意义上属于层云的一种，但它们的形态性质却不尽相同，通过对比分析这3种边界层云，也在一定程度上反应了不同季节边界层结构的不同。主要结论如下：

（1）层积云发生在高空槽后，伴有冷平流，地面位于高压中心附近；层云发生在槽前，伴有强烈冷平流，地面位于低压前部，静止锋南侧；海雾发生在高空槽后，地面高压中心处，位于静止锋及梅雨带北侧，低层有暖平流。

（2）层积云经常大片出现，在可见光云图中呈絮状，高度较高，云顶1.2～2.5km，云低0.7～2km；层云在可见光云图中颜色略浅，边缘较平滑，云顶高度300～700m，云底不接地；海雾呈乳白色，表面均一且纹理光滑，与陆地边界吻合很好，雾顶低于700m，底部一般是接地的，由于湿度较大使地面能见度降低，在一定的环境条件下与层云可以相互转化。3种低云云顶高度自南向北均逐渐下降，在海洋锋及SST大梯度区有突变。

图14中所画方差是由云（雾）区内每0.05°小格内的最高层低云顶高度所得，可反映三种边界层云云顶的平滑程度。其中层积云云顶抖动最剧烈，方差大体上在60m2以内，而小于30m2的仅有52%，观察其方差随纬度的变化可看到在海洋锋处云顶方差突然增大达到极大值，说明该处最不平滑，也即海洋锋处层积云云顶高度有突变（图略）。层云和海雾的平滑度很好，方差均在28m2以内，相比之下海雾更平滑。这是由于海雾和层云在稳定边界层内形成，垂直环流较弱，故云顶也更平滑；而层积云在冬季居多，冬季海洋暖大气冷，边界层不稳定，垂直环流强，上升运动使云顶高度变化较大。从MTSAT和MODIS的可见光云图中也可以粗略地看到，海雾和层云颜色较为均一，而层积云则完全不同，故其云顶平滑度也较差。

图14 层云、海雾（左）和层积云（右）云顶高度的方差分布Fig.14 Variance of stratus，fog（left）and stratocumulus（right）

（3）层积云多出现于冬季，海气温差为2～12℃，海洋向大气输送热通量，海气界面不稳定，表面呈偏北风；层云和海雾个例中海气温差小于0，海气界面稳定，表面呈南风。

（4）冬季盛行北风，气温低，可以明显看到海洋锋引起的次级环流，即海洋锋暖侧有上升运动，冷侧下沉。层积云个例中边界层不稳定，底层垂直混合较好，上方存在逆温稳定层，边界层高度呈南高北低的分布形势。

（5）层云个例发生在静止锋南侧，南风使该处SAT升高，等位温线也比较密集，边界层稳定性强，有不接地逆温，云区无下沉运动。海陆热力性质差异使边界层特性明显不同。

（6）海雾一般发生在夏季，尤其在南风暖平流的条件下，发生频率更高。个例中低空有暖平流，边界层稳定，逆温层很低，且伴有下沉运动，底层水汽充足，地表相对湿度超过90%。

本文通过对东海黑潮区域冬、春、夏季3次典型个例的分析，对比了层积云、层云、海雾在天气系统、云特征、海面气象条件、边界层结构四方面的特性，在一定程度上反映了低云在不同季节对东海黑潮海洋锋的响应，但仍存在局限性，需要更多的个例分析来支持。在今后的工作中将对CALIPSO卫星多年数据进行合成，从气候尺度上进一步探究探究不同季节、不同种类的低云对东海黑潮海洋锋响应的特征，加深对其物理机制的理解。

［1］赵永平，张必成.东海黑潮的热状况及其与东海气候的某些联系［J］.海洋湖沼通报，1984（4）：1-7.

［2］赵永平，McBean G A.黑潮海域海洋异常加热与北半球大气环流的相互作用［J］.海洋与湖沼，1995，26（4）：383-388.

［3］徐蜜蜜，徐海明，朱素行.春季我国东部海洋温度锋区对大气的强迫作用及其机制研究［J］.大气科学，2010，34（6）：1071-1087.

［4］徐蜜蜜，徐海明，朱素行，等.我国东部海洋温度锋区对大气的强迫作用—季节变化 ［J］.大气科学，2012，36（3）：590-606.

［5］Klein S A，Hartmann D L.The seasonal cycle of low stratiform clouds［J］.J Climate，1993，6：1587-1606.

［6］Norris J R.Low cloud type over the ocean from surface observations.Part I：Relationship to surface meteorology and the vertical distribution of temperature and moisture［J］.J Climate，1998，11：369-382.

［7］Slingo A.Sensitivity of the earth’s radiation budget to changes in low clouds［J］.Nature，1990，343：49-51.

［8］Lindzen R，Nigam S.On the role of sea surface temperature gradients in forcing low-level winds and convergence in the tropics［J］.J Atmos Sci，1987，44：2418-2436.

［9］Norris J R，Iacobellis S F.North Pacific cloud feedbacks inferred from synoptic-scale dynamic and thermodynamic relationships［J］.J Climate，2005，18：862-4878.

［10］Small R J Coauthors.Air-sea interaction over ocean fronts and eddies［J］.Dyn Atmos Ocean，2008，45：274-319.

［11］Xie S-P，Hafner J，Youichi T，et al.Bathymetric effect on the winter sea surface temperature and climate of the Yellow and East China Seas［J］.Geophys Res Lett，2002，29（24）：2228.

［12］Tokinaga H，Tanimoto Y，Xie S-P，et al.Ocean frontal effects on the vertical development of clouds over the Western North Pacific：In situ and satellite observations［J］.J Climate，2009，22：4241-4260.

［13］Patrick Minnis，Chris R Yost，Sunny Sun-Mack，et al.Estimating the top altitude of optically thick ice clouds from thermal infrared satellite observations using CALIPSO data［J］.Geophys Res Lett，2008，35，L12801.

［14］Stein T H M，Parker D J，Delano J，et al.The vertical cloud structure of the West African monsoon：A 4year climatology using CloudSat and CALIPSO［J］.J Geophys Res，2011，116，D22205.

［15］Liu J W，Xie S P，Norris J R，et al.Low-Level Cloud Response to the Gulf Stream Front in Winter Using CALIPSO［J］.J Climate，2014，27：4421-4432.

［16］Young G S，Sikora T D.Mesoscale stratocumulus bands caused by Gulf Stream meanders［J］.Mon Weather Rev，2003，131：2177-2191.

［17］Zhang S P，Xie S P，Liu Q Y，et al.Seasonal variations of Yellow sea fog：Observations and mechanisms［J］.J Clim，2009，22：6758-6772.

［18］张苏平，刘飞，孔扬.一次春季黄海海雾和东海层云关系的研究［J］.海洋与湖沼，2014，45（2）：341-352.

［19］陈桂英，李小泉.北半球云量的空间分布和季节变化特征［J］.气象，1991，17（2）：3-8.

［20］Wood R，Bretherton C S.On the relationship between stratiform low cloud cover and lower-tropospheric stability［J］.J Climate，2006，19：6425-6432.

［21］Wallace J，Mitchell T，Deser C.The influence of sea-surface temperature on surface wind in the eastern equatorial Pacific：Seasonal and interannual variability［J］.J Climate，1989，2：1492-1499.

［22］王彬华.海雾［M］.北京：海洋出版社，1983.

［23］张纪伟，张苏平.基于MODIS的黄海海雾研究—海雾特征量反演［J］.中国海洋大学学报：自然科学版，2008，39（增）：311-318.